Research progress on copper isotope in high-temperature magmatic system and its implications for magmatic sulfide deposits
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摘要:
Cu同位素在地幔部分熔融、岩浆结晶分异以及地幔交代等高温地质过程中表现出显著的变化特征，其中在岩浆铜镍硫化物成矿系统中发现了～4‰的Cu同位素变化，不同于金属稳定同位素的分馏主要受控于温度变化的传统认识。除了陨石撞击成因的Sudbury矿床外，板内和造山带环境的铜镍矿床均显示较大的Cu同位素变化范围，在复杂的成岩-成矿过程研究中显示出巨大潜力。目前主要认识包括：（1）地幔Cu同位素存在不均一性，洋中脊玄武岩和科马提岩更能代表地幔源区Cu同位素组成；（2）Cu含量与同位素之间的协同变化，以及Cu同位素在硫化物-硅酸盐之间的分馏系数的控制因素，是理解岩浆形成和演化过程中Cu同位素变化的关键因素；（3）目前对于俯冲带变质脱水过程中Cu同位素的分馏行为研究十分有限，因此单独利用Cu同位素判断Cu迁移路径存在较大不确定性。大部分Cu仍保存在俯冲板片中，与俯冲相关的各类岩石中Cu同位素偏离地幔值的情况可能是偶然现象；（4）铜镍矿床中Cu同位素的变化受控于多种地质过程或分馏机制的叠加作用，包括：①地幔源区Cu同位素不均一性；②地壳混染物质对于岩浆体系Cu同位素的改变；③硫化物熔离和分异过程导致硫化物矿石Cu同位素的变化；④岩浆体系氧化还原状态的变化：一方面Cu同位素随岩浆氧逸度的变化而变化，另一方面是氧化性的熔/流体导致原生硫化物发生分解及其二次沉淀可以导致Cu同位素变化。Cu同位素在揭示成岩-成矿过程中的关键作用日益凸显，未来应加强探讨Cu同位素与其他同位素体系（如Fe、Zn、Ni等）的协同作用，结合实验与模拟，完善岩浆铜镍硫化物矿床成矿模型，对深入理解壳幔物质循环及其资源效应具有重要意义。
Abstract:Copper isotope exhibits significant variations during high-temperature geological processes such as mantle partial melting, magmatic differentiation, and mantle metasomatism. Notably, a ～4‰ variation in Cu isotope has been observed in magmatic Ni-Cu sulfide systems, challenging the conventional understanding that fractionation of metal stable isotopes is predominantly controlled by temperature. Beyond the Sudbury deposit, which formed via meteoritic impact, Ni-Cu deposits in intraplate and orogenic settings show a wide range of Cu isotope variations, highlighting their potential for studying complex magmatic and metallogenic processes. Current insights include: (1) Cu isotope in mantle is highly heterogeneous. Mid-ocean ridge basalts and komatiites better represent the Cu isotopic composition of the mantle source. (2) The coupled behavior of Cu concentrations and isotopes, as well as the fractionation coefficients between sulfides and silicates, are crucial for understanding Cu isotopic changes during magma formation and evolution. (3) Research on Cu isotope fractionation during metamorphic dehydration in subduction zones remains limited, resulting in significant uncertainty in using Cu isotope to trace Cu migration paths. Since most Cu is retained in the subducting slab, Cu isotopic deviations from mantle values in subduction-related rocks may be coincidental. (4) Cu isotope variations in Ni-Cu deposits are controlled by multiple geological processes and fractionation mechanisms, including: heterogeneity in mantle Cu isotope, crustal contamination, sulfide segregation and differentiation, and redox state changes in the magmatic system. The crucial role of Cu isotopes in revealing the processes of diagenesis and mineralization is increasingly prominent. In the future, efforts should be intensified to explore the synergistic effects of Cu isotopes with other isotope systems (such as Fe, Zn, Ni, etc.), combining experiments and simulations to refine the mineralization models of magmatic Cu-Ni sulfide deposits. This has significant implications for gaining a deeper understanding of crust-mantle material cycling and its resource effects.
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盐类资源是农产品的依赖，既是民生的“饭碗”，又是工业发展的基础原料。柴达木盆地面积约25万km2，是我国最大的陆相盐类沉积盆地，储藏有丰富的固、液相盐类矿资源和石油、天然气，以青藏高原“聚宝盆”之誉蜚声海内外。盆地内盐类矿产以钾、硼、锂、锶、石盐、芒硝等为主，伴生镁、溴、碘等多种矿产，其钾、锂、镁、锶等矿产查明及保有资源储量均居全国第一位，是我省重要的优势战略资源，其中钾矿占全国总量的79.78%，锂矿占83.16%，硼矿占26.69%，石盐占22.13%（潘彤等，2022）。前人对柴达木盆地个别盐湖及盐类矿床成因及成矿条件进行探讨和分析后，提出该类型矿床是在封闭的干旱气候条件下经蒸发作用而成（杨谦，1992；魏新俊等，1993；李家棪，1994；刘兴起等，2007；张彭熹，2007；王春男等，2008；应占禄等，1988；马金元等，2010；胡宇飞等，2021）。潘彤等（2022）对柴达木盆地盐类矿产成矿单元研究后，划分出了5个Ⅳ级成矿亚带及21个Ⅴ级矿集区，为柴达木盆地盐类矿研究提供了基础性资料。可见，前人对柴达木盆地盐类资源特征和及时空分布规律探讨方面较少，笔者对柴达木盆地盐湖成果研编基础上，对全盆地盐湖矿产的矿床类型、资源分布特征结合盐类矿结晶成盐规律和定比定律，探讨了盐类资源时空分布规律，划分了盐湖和盐类矿成矿期，为今后盐湖勘查工作提供成矿预测方向，同时为世界级盐湖产业基地的建设发挥重要作用。
1. 地质背景
柴达木盆地地处秦祁昆成矿域（I-2）昆仑（造山带）成矿省（II-12）柴达木盆地盐-天然气-石油成矿带（III-25）（图1a），大地构造位置属塔里木—中朝板块的柴达木地块。研究区位于青藏高原隆升带前缘，北西部为阿尔金走滑断裂，北东部为祁连山南缘逆冲断裂，南西部为昆北逆冲断裂，各断裂显示为巍峨的高山；柴中断裂横亘柴达木盆地中部，地貌平坦，坡度不大。盆地基底地层和周缘山区由老至新依次为古元古代角闪岩相变质建造、中元古代长城纪至蓟县纪高绿片岩建造；新元古代至晚古生代震旦纪—寒武纪海陆交互相碎屑岩建造、奥陶纪和志留纪蛇绿岩、碳酸盐和碎屑岩建造；晚古生代泥盆纪—石炭纪海相碳酸盐、碎屑岩建造；中生代侏罗纪杂色碎屑岩、灰岩夹煤层，白垩纪陆相砂砾岩、砂泥岩建造，盖层地层为新生代陆相湖、盐湖及冲洪积相沉积物。受喜马拉雅山期新构造运动的影响，在柴中断裂和昆北拟冲断裂带以北和阿尔金断裂以南，形成了大批北西向—北西西向褶皱构造，并伴生同走向断裂构造（翟裕生等，1999；陈毓川等，2007；Royden et al.，2008；Zhang et al，2013；Sun et al，2015，）。根据以上特征，将柴达木盆地划分为6个Ⅳ级构造单元，分别为柴北缘断阶带、中央坳陷区、昆北逆冲带、达布逊湖坳陷区、欧龙布鲁克隆起和德令哈坳陷区（杨超等，2012）。除欧龙布鲁克隆起外，各构造单元内形成了特征各异的盐湖和盐类矿：在北西向新生代背斜构造中形成了古盐类矿和构造裂隙孔隙卤水；其间的向斜凹地沉积了大量的湖相和盐湖相，形成了固体盐类矿和盐类晶间卤水，在阿尔金山前凹地沉积了规模巨大的冲洪积扇相沉积物，形成了砂砾孔隙卤水。柴中断裂以南地貌平坦，坡度不大，沉积了第四纪湖相和盐湖相沉积物，形成了第四纪现代盐湖盐类矿产（图1b），依次划分为柴北缘硼-锂-钾盐成矿亚带（Ⅳ1）、中央坳陷钾-石盐-镁-锂-天青石-芒硝成矿亚带 （Ⅳ2）、昆北硼-钾-石盐-芒硝成矿亚带（IV3）、察尔汗钾镁盐-石盐-锂-硼-天然碱成矿亚带（Ⅳ4）和德令哈石盐-天然碱成矿亚带（Ⅳ5）五个Ⅳ级盐类成矿单元（图1c）（Meng et al，2008；商朋强，2017；潘彤等，2017，2022；方维萱，2020；李洪普等，2021）。
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图 1 中国成矿域简图（a）和柴达木盆地盐类矿时空分布图（b、c）Figure 1. Brief map of metallogenic domains in China (a) and Spatiotemporal distribution map of salt deposits in Qaidam Basin (b、c)2. 盐湖矿床类型
柴达木盆地盐类矿床有固体盐类矿床和卤水（矿床）两种形态，其卤水按化学成分分为碳酸盐型卤水、硫酸盐型卤水（包括硫酸钠亚型和硫酸镁亚型）和氯化物型卤水（郑绵平等，1989），按赋存形式分为卤水湖、潜卤水和承压卤水，埋深大于200 m以上的承压卤水又称深藏（地下）卤水（邵厥年等，2014）。柴达木盆地盐类矿床按成矿时代、矿床地质特征及成盐成矿作用分为第四纪现代盐湖矿床、深藏地下卤水（矿床）和古代化学盐类矿床三个类型。第四纪现代盐湖矿床由固体盐类矿床和卤水（卤水湖、潜卤水和承压卤水）组成，以我国最大的察尔汗钾镁盐矿床为例，固体盐类矿床组成物为石盐、方解石、石膏、光卤石或少量钾石盐等；卤水矿床为含盐量大于5%、矿化度一般大于200 g/L的地下水，卤水中钾、硼、锂、钠、镁等达到工业品位。深藏地下卤水矿床又称深层卤水，以柴达木盆地西部大浪滩、南翼山等深层卤水矿为例，含盐量一般大于6%，矿化度一般大于250 g/L；深藏地下卤水矿床按储卤层地质特征，分为深层砂砾孔隙卤水、深层盐类晶间卤水和深层构造裂隙孔隙卤水（郑绵平等，2006，2010；徐志刚等，2008；李洪普等，2014，2021，2022）。古代盐类矿分为：产于红色碎屑岩系地层中，盐层与粘土层互层，构成一套含盐岩系，如青海省大风山锶矿（表1）和产于柴达木盆地向斜凹地深部的岩盐层，如大浪滩深部石盐矿。
表 1 柴达木盆地盐类矿柴达木盆地盐类矿产分类表Table 1. Classification of Salt ore Qaidam Basin盐湖矿类型 盐湖矿亚类型 矿床实例 第四纪现代盐湖矿 第四纪现代盐湖矿（固体盐矿、卤水，卤水
分为地表卤水湖、潜卤水、承压卤水）察尔汗盐湖 古代盐类矿 古代盐类矿 大风山锶矿 深藏卤水 深层砂砾孔隙卤水 大浪滩深层卤水钾盐矿 深层盐类晶间卤水 大浪滩深层卤水钾盐矿 构造裂隙孔隙卤水 南翼山深层卤水钾矿 2.1 第四纪现代盐湖矿床
第四纪现代盐湖盐矿床属钾盐、镁盐、石盐矿、硼矿和碱矿床。成矿单元：①柴北缘硼-锂-钾盐成矿亚带之塞西钾盐矿集区（IV-1）和大、小柴旦湖硼-锂-钾盐矿集区（IV-2）；塞西钾盐矿集区分布巴伦马海钾矿区外围钾盐矿（大型），大、小柴旦湖硼-锂-钾盐矿集区分布大柴旦湖硼矿床（大型）和小柴旦湖硼矿床（大型）。②中央坳陷钾-石盐-镁-锂-天青石-芒硝成矿亚带 （Ⅳ2）之马海钾-石盐-镁盐矿集区（Ⅳ2-1）、昆特依钾-石盐-锂-镁-芒硝矿集区（Ⅳ2-3）、南里滩钾-石盐矿集区（Ⅳ2-4）、察汗斯拉图芒硝-石盐-钾-镁盐矿集区（Ⅳ2-6）、一里平至东、西台锂-硼-盐矿集区（Ⅳ2-7）、碱石山锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ2-9）和大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-天青石矿集区（Ⅳ2-10）；马海钾-石盐-镁盐矿集区分布马海钾矿床（中型）、巴仑马海钾矿床（中型）和牛郎织女湖钾矿床（小型），昆特依钾-石盐-锂-镁-芒硝矿集区分布由北部新盐带、钾湖、俄博滩、大盐滩和大熊滩五个矿床组成的昆特依钾矿田（大型），南里滩钾-石盐矿集区分布南里滩钾矿床（小型），察汗斯拉图芒硝-石盐-钾镁盐矿集区分布察汗斯拉图芒硝矿床（大型）和碱北凹地钾矿床（大型），一里平-东、西台锂-硼-钾盐矿集区分布一里平及东、西台吉乃尔盐湖矿床（大型），碱石山锂-硼-钾盐矿集区分布大柴旦行委红南凹地钾矿床（小型），大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-青石矿集区分布由大浪滩凹地钾矿床、黑北凹地钾矿床、风南凹地钾矿床和风北凹地钾矿床和双泉凹地钾矿床组成的大浪滩钾矿田（大型）。③昆北硼-钾-石盐-芒硝成矿亚带之昆北钾-石盐-锂-硼矿集区（IV3-2），分布尕斯库勒盐湖钾矿床（中型）、茫崖湖盐矿点、芒硝矿点。④察尔汗钾镁盐-石盐-锂-硼-天然碱成矿亚带（Ⅳ4）之察尔汗钾镁盐-石盐-锂-硼矿集区（Ⅳ4-1）、乌图美仁—诺木洪钾盐矿集区（Ⅳ4-2）、巴隆天然碱矿集区（Ⅳ4-3）；察尔汗钾镁盐-石盐-锂-硼矿集区分布察尔汗钾镁盐矿田（大型）、团结湖镁盐矿床（中型）、北霍鲁逊湖东盐矿床（中型）和中灶火北钾盐矿床（中型），乌图美仁—诺木洪钾盐矿集区分布大灶火北石盐矿点，巴隆天然碱矿集区分布哈图天然碱矿点、柴达木河北岸天然碱矿点和宗家—巴隆天然碱矿床（天然碱小型）。⑤德令哈石盐-天然碱成矿亚带之德令哈天然碱矿集区（Ⅳ5-2）、柯柯石盐矿集区矿集区（Ⅳ5-3）和茶卡石盐矿集区（Ⅳ5-4）；德令哈天然碱矿集区分布德令哈市尕海湖硼矿化点、德令哈市陶力石膏矿点，柯柯石盐矿集区矿集区分布乌兰县柯柯湖盐矿床（大型）和柴凯湖石盐矿床（小型），茶卡石盐矿集区（Ⅳ5-4）分布茶卡盐矿床（中型）。建造构造：盐层岩性为湖相—盐湖相石盐层和夹于其间的碎屑层，在各盐层中盐类矿物主要为石盐、含芒硝粉砂之石盐、粉砂石盐、含石膏的粉砂石盐、含石膏的石盐淤泥、含石膏的石盐粉砂，钾石盐、光卤石、水氯镁石及石膏、钾石膏、杂卤石、芒硝、钾芒硝、泻利盐、钾盐镁矾、钾镁矾、无水钾镁矾等，不同矿床盐类矿有一定的变化。控矿构造：第四纪沉降中心，为盆地内背斜构造之间的向斜凹地（如红南凹地）、断陷凹地（如大浪滩矿田、昆特依矿田和马海矿床）或盆地内最深的坳陷区（如察尔汗盐湖矿床）。成矿时代：中更新世—全新世；成矿组分：钾盐矿物成分以光卤石、钾石盐为主，次为杂卤石、软钾镁矾、石盐等（李宝兰等，2014）。矿床实例：青海省格尔木市察尔汗钾镁盐矿床，该矿床是在晚更新世末至全新世形成的，为固液相共存的现代盐湖矿床。盐系地层的厚度一般为40～55 m，最大可达70 m以上，自西向东逐渐变薄。固体矿由8个钾矿层和3个石盐层组成。钾盐矿分布面积大、层数多、矿层薄，矿物物成分以光卤石、钾石盐为主，次为杂卤石、软钾镁矾等，KCl含量一般为2%～4%，单独开采困难，现采用水溶解开采，已被利用。石盐矿呈层状或似层状盐层厚度一般8～17 m，最大53.5 m，NaCl含量一般50%～80%，最高达97.1%，全区由西向东、向下向上NaCl 含量逐渐增高。液体矿根据卤水赋存状态可分湖水、晶间卤水、孔隙卤水三种，以晶间卤水为主，卤水中有益组分以钾为主，并共、伴生有镁、钠、硼、锂、溴、碘、铷、铯等多种有益元素。地表卤水主要分布于达布逊湖，湖水面积在不同年份和季节有所变化，面积为184～354.67 km2。不同季节，不同部位和不同卤水层，其盐度及含钾量亦不同，K+含量为6～27.84 g/L。孔隙卤水赋存于各盐层间的碎屑岩中。晶间卤水钾盐矿是主要开采对象。可分为上下两个含水层，上含水层水位埋深0.5 m左右，厚10～25 m，属潜卤水，含卤层岩性主要为粗巨粒石盐或含粉砂石盐，结构松散，富水性强，孔隙度一般为20%～30%，单位涌水量为50～80 L/s·m，渗透系数300～400 m/d，为高矿化卤水，是主要晶间卤水钾盐层。下含水层属承压水，含水层岩性主要为石盐，结构比较致密，富水性差，孔隙度5%～15%，单位涌水量0.01～0.10 L/s·m，最大不超过2.00 L/s·m。晶间卤水的矿化度310～400 g/L，主要阳离子为K+、Na+、Mg2+，主要阴离子为Cl−、SO42−，卤水中KCl含量1.58%～2.16%。LiCl 含量一般300～780 mg/L，最高
4960 mg/L；B2O3 含量一般250～2500 mg/L，最高2178 mg/L。成因认识：中更新世后期至晚更新末期，在强烈的新构造运动持续作用下，东昆仑山上升，察尔汗地区相对下降，“高山深盆”地貌环境形成，那棱格勒河、格尔木河和香日德河等水系将基岩山区钾、钠、硼、锂元素溶解、迁移、汇集至察尔汗地区，在持续干旱的古气候条件下，强烈的蒸发作用，使钾、钠、硼、锂元素不断富集，地下水不断浓缩，形成钾镁盐矿。物质来源：一是与火山作用有关的地下热水；二是那陵郭勒河、洪水河含锂河水；三是盆地内的地表河水和北缘深部来源的CaCl2型水体不同比例混合掺杂作用（应占禄等，1988；杨谦，1992；魏新俊等，1993；李家棪，1994；刘兴起等，2007；张彭熹，2007；王春男等，2008；马金元等，2010；胡宇飞等，2021）。2.2 古代盐类矿床
古代盐类矿床属芒硝、碱及盐矿床。成矿单元：①中央钾镁盐-石盐-锂-天青石-芒硝成矿亚带（Ⅳ2）之冷湖锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ2-2）、鄂博梁锂盐-硼矿集区（Ⅳ2-5）、红三旱-碱山锂-硼-天青石矿集区（Ⅳ2-8）和大浪滩钾镁盐-石盐-镁-芒硝-天青石矿集区（Ⅳ2-10）；冷湖锂-硼-钾盐矿集区分布南八仙天然碱矿床（小型），鄂博梁锂盐-硼矿集区分布鄂博梁透明石膏矿点，红三旱-碱山锂-硼-天青石矿集区分布碱山锶矿床（中型），大浪滩钾镁盐-石盐-镁-芒硝-天青石矿集区分布大浪滩深部盐类矿（大型）、尖顶山锶矿床（大型）和大风山锶矿田（大型）。②昆北硼-钾-石盐-芒硝成矿亚带（Ⅳ3）之南翼山锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ3-1），主要矿床有开特米里克硼矿床（大型）和土林沟结晶盐矿点。建造构造：凹地构造地层为湖相沉积的粘土、粉砂粘土层和化学湖相沉积的岩盐层、含粘土岩盐层、粉砂岩盐层等，背斜构造地层为湖相石膏质泥晶灰岩与泥晶灰岩质石膏岩→石膏质鮞状灰岩与石膏质碎屑灰岩→天青石矿层→石膏质鲕状灰岩或石膏质碎屑灰岩，互为相变关系，多次出现，显示盆地西北缘上新统狮子沟组岩性、岩相古地理对天青石矿体明显的控制作用。控矿构造：古近纪-新近纪背斜构造、向斜凹地。成矿时代：凹地内古盐层成矿时代为上新世—早更新世；背斜构造古盐类矿为渐新世—上新世。成矿组分：凹地古盐类矿为石盐；背斜构造古盐类矿为次生天青石矿石（SrSO4）、碳酸锶（SrCO3）。矿床实例：大风山锶矿。简要特征：大风山锶矿赋存于上新统狮子沟组—下更新统阿拉尔组，含矿岩系为浅灰色、灰色和深灰色天青石，呈晶粒或隐晶质结构、细粒结构和它形粒状结构，块状构造、角砾状构造、糖粒状构造和土状构造，SrSO4含量20%～50%，经风化后的白色次生天青石呈晶粒结构和纤维状结构，假层纹状构造、钟乳状构造、同心圆状构造、叠管状构造和脉状构造，SrSO4含量80%～90%。碳酸盐地层的泥晶灰岩质石膏岩、石膏质泥晶灰岩夹薄层白云质灰岩、石膏质鮞状灰岩、石膏质灰岩层为围岩层。成因认识：上新统狮子沟组期矿区沉积了一套碳酸盐地层。在持续干旱、不断蒸发浓缩的条件下，盐湖沉积由碳酸盐阶段向早期硫酸盐阶段转变，Sr不断富集，与此同时，深部富Sr流体不断沿深部断裂运移补给，开始形成天青石矿，后期气候不断炎热干旱，矿体在一定部位不断增厚，形成大风山天青石矿。天青石形成后期，随着蒸发作用持续，盐类开始沉积，开始出现石膏。天青石矿在近地表受氧化淋滤作用，使天青石产生重结晶，晶体粒度变粗，Sr不断在天青石矿中富集，品位升高。综上，大风山矿床天青石矿形成过程可以归纳为：碳酸盐（白云石、菱锶矿）（CaCO3、SrCO3）→天青石（SrSO4）→石膏（CaSO4 ）→次生富集（林文山等，2005）。
2.3 深藏卤水钾锂盐矿
2.3.1 深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床
深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床属钾盐、石盐矿床。成矿单元：中央钾镁盐-石盐-锂-天青石-芒硝成矿亚带（Ⅳ2）之马海钾镁盐-石盐矿集区（Ⅳ2-1）、昆特依钾镁盐-石盐-芒硝矿（Ⅳ2-3）矿集区、察汗斯拉图-芒硝-石盐-钾镁盐矿集区（Ⅳ2-6）和大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-天青石矿集区（Ⅳ2-10）；马海钾镁盐-石盐矿集区分布马海深层砂砾孔隙卤水钾矿床（大型），昆特依钾镁盐-石盐-芒硝矿集区分布昆特依深层砂砾孔隙卤水钾矿（大型），察汗斯拉图-芒硝-石盐-钾镁盐矿集区分布察汗斯拉图深层砂砾孔隙卤水钾矿床（小型），大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-天青石矿集区分布大浪滩—黑北凹地深层砂砾孔隙卤水钾矿床（大型）。建造构造：阿尔金山前分布冲洪积相砂砾层，是孔隙卤水的储层，岩性为砾石层、砂砾层、含砾粗砂层、含粘土砾石层、含石膏的粗砂层、砂层及粘土层，由南向北粒度变粗。向盆地中心，盐类沉积厚度增加。控矿构造：一般呈北西向次级盆地，北部为阿尔金走滑断裂构造，东西侧为向南收缩的背斜构造，盆地的基底断裂较发育。成矿时代：上新世—晚更新世；成矿组分：钾、钠、硼、锂等。矿床实例：青海省茫崖市昆特依深层砂砾孔隙卤水钾盐矿。简要特征：该矿由昆ZK01孔和昆ZK09孔控制，长度18 km，推定宽度18 km，面积30 km2，含水层顶板埋深240.6～292.31 m，底板埋深
1000 ～1374.3 m，厚度582～805 m，水位埋深9.6～27.7 m，储卤层孔隙度16.66%～33.96%，平均27.03%，给水度0.02%～26.09%，平均11.68%，矿化度284.39～292.89 g/L，平均288.85 g/L，KCl含量0.25%～0.48%，含量0.35%，NaCl含量18.09%～20.37%，平均19.94%，MgCl2含量2.41%～3.69%，平均4.07%，水化学类型为氯化物型。地层单位涌水量71.18～203.12 m3/d·m，富水性强。成因认识：基岩山区地下水向盆地径流时，溶解阿尔金山前古近纪—新近纪含盐地层中的盐类物质，在盆地砂砾层中富集成钾盐矿（郑绵平等，2015）。2.3.2 深层盐类晶间卤水钾盐矿床
深层盐类晶间卤水钾盐矿床属钾盐、石盐矿床。构造单元：①中央钾镁盐-石盐-锂-天青石-芒硝成矿亚带之大浪滩钾石-镁-芒硝-天青石矿集区（Ⅳ2-10），分布大浪深层盐类晶间卤水滩钾矿（大型）。②昆北硼-钾-石盐-芒硝成矿亚带之昆北钾-石盐-锂-硼矿集区（Ⅳ3-2），分布尕斯库勒深盐类晶间卤水钾矿床（小型）。建造构造：沉积于凹地构造内的上新统狮子沟组，主要岩性为含石膏的粘土、含石盐的淤泥、含砂的粘土、灰绿色砂层灰褐色含石膏、石盐等。控矿构造：北西向次级盆地，北部为阿尔金走滑断裂构造，东西侧为向南收缩的背斜构造，盆地的基底断裂较发育。成矿时代：上新世—早更新世；成矿组分：钾、钠、硼、锂等。典型矿床：尕斯库勒深层盐类晶间卤水矿床。简要特征：尕斯库勒深层晶间卤水由尕ZK03、尕ZK04和尕ZK01等孔控制，长度17 km，宽度4 km，分布面积31.7 km2，顶板埋深50 m，底板埋深300 m，含水层厚度49.02～186.65 m，平均厚度108.71 m；矿化度26.30～333.3 g/L，KCl含量0.70%+，LiCl含量3.34～159.52 mg/L，B2O3含量17.51～238.89 mg/L，矿化度及KCl含量自南向北呈递增趋势，水化学类型为硫酸镁亚型；尕ZK01和尕ZK04钻孔单位涌水量5.91～7.78 m3/d·m，富水性弱（李洪普等，2014，2021，2022）。成因认识：上新世—早更新世在强烈的新构造运动持续作用下，东昆仑山上升，尕斯库勒地区相对下降，“高山深盆”地貌环境形成，昆仑山前水系将基岩山区钾、钠、硼、锂元素溶解、迁移、汇集至尕斯库勒低凹地区，在持续干旱的古气候条件下，强烈的蒸发作用，使钾、钠、硼、锂元素不断富集，地下水不断浓缩，后期沉积作用持续，将高矿化度卤水埋藏于地下，形成尕斯库勒深层盐类晶间卤水钾矿（张彭熹，2007）。
2.3.3 深层构造裂隙孔隙卤水钾锂盐矿床
柴达木盆地210处背斜构造有27处已发现深层构造裂隙孔隙卤水钾锂盐矿床及找矿线索，属钾盐、石盐、硼、锂矿床。成矿单元：①柴北缘硼-锂-钾盐成矿亚带之鄂博梁锂盐-硼矿集区（Ⅳ2-5）、一里平—东、西台锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ2-7）、红三旱—碱山锂-硼-天青石矿集区（Ⅳ2-8）、碱石山锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ2-9）和大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-天青石矿集区（Ⅳ2-10）；鄂博梁锂盐-硼矿集区分布鄂博梁Ⅰ号、Ⅱ号深层卤水硼-锂-钾矿点，一里平—东、西台锂-硼-钾盐矿集区分布鸭湖深层构造裂隙孔隙卤水锂盐矿床（大型），红三旱—碱山锂-硼-天青石矿集区分布红三旱背斜构造深层构造裂隙孔隙卤水矿床（小型），碱石山锂-硼-钾盐矿集区分布碱石山深层构造裂隙孔隙卤水矿床（小型），大浪滩钾镁盐-石盐-芒硝-天青石矿集区分布尖顶山深层构造裂隙孔隙卤水矿点、大风山深层构造裂隙孔隙卤水矿点和碱山深层构造裂隙孔隙卤水矿点。②昆北硼-钾-石盐-芒硝成矿亚带之南翼山锂-硼-钾盐矿集区（Ⅳ3-1），分布开特米里克深层构造裂隙孔隙卤水钾盐矿点、南翼山深层构造裂隙孔隙卤水锂-硼-钾矿床（大型）、狮子沟深层构造裂隙孔隙卤水钾矿点、小冒泉深层构造裂隙孔隙卤水锂矿点、凤凰台深层构造裂隙孔隙卤水锂矿点。建造构造：储卤岩性为古新世—上新世河流相、浅湖相、较浅湖相、深湖相、较浅湖相沉积地层；靠近盆地边缘地带地层粒度较粗，靠近盆地中心地带岩性较细；下部路乐河组、上干柴沟组、下干柴沟组为一套棕灰色、灰色砾岩及砾状砂岩，以灰色及深灰色泥岩、砂质泥岩为主夹鲕状泥灰岩，中部上油砂山组、下油砂山组为灰色泥岩、砂质泥岩夹棕灰色泥岩、砂质泥岩，灰色钙质泥岩，上部狮子沟组以灰色泥岩、砂质泥岩为主，夹少量灰色泥质粉砂岩，出现膏盐层。控矿构造：背西向、北北西向背斜构造。成矿组分：钾、钠、硼、锂等。典型矿床：碱石山深层构造裂隙孔隙卤水矿床。简要特征：该卤水矿由ZK0901、ZK0001、ZK0002和ZK1001孔控制，长约50 km，宽4～10 km，主要出水层位分布在600～
3200 m，600～1100 m含水层累计厚度28.20～119.60 m，1100 ～2000 m含水层累计厚度6.50～280.20 m，2000～3200 m含水层累计厚度63.10～82.10 m。单井最大涌水量1200 m3/d，温度54～68 ℃，LiCl含量478.24 mg/L，B2O3含量1180.13 mg/L。镁锂比值为6.88，水化学类型为氯化钙型。成因认识：柴达木盆地周缘基岩的各种岩石长期受自然界的风化、剥蚀，大多数破碎物质和盐分受流水、风和自身重力等作用，搬运到盆地内，地表蒸发作用使大量的原始地表水不断浓缩，形成古盐湖。沉积过程中，部分卤水结晶成盐，未结晶的高浓缩（矿化度）卤水渗入地层，或地层最初沉积的松散物质被之后继沉积物覆盖，在上覆厚达几千米以上的地层静压力和矿物结晶作用下，地层孔隙逐渐减小，产生原始地层水（地下水）。上新世晚期印度板块持续向北俯冲、喜山运动作用下，柴达木盆地古盐湖收缩，产生褶皱、断层和断层裂隙，形成地下水的运移通道和容水空间，地壳深部岩浆气液沿断裂裂隙运移至古盐湖构造裂隙孔隙之中，与地层中卤水混合。在高承压和高封闭的还原环境下，卤水在地层孔隙、断层裂隙等部位不断运移和循环，并和围岩发生水—岩作用，产生物质交换，富集锂、硼、钾等盐类物质，形成高矿化度盐湖卤水（李洪普等，2015；李雯霞等，2016；韩光等，2021）。3. 柴达木盆地盐湖矿床时空分布规律
截止2022年底，柴达木盆地已发现盐类矿矿床（含矿田、矿点）56处，大型及以上23个，中型8个，小型13个，矿点12个。其中第四纪盐湖矿床29个，大型以上13个，中型6个，小型8个，矿点2个；深层砂砾孔隙卤水矿床4个，大型床3个，小型1个；深层盐类晶间卤水钾盐矿床2个，大型1个，小型1个；深层构造裂隙孔隙卤水锂矿床大型1个，小型1个，矿点10个；古代盐类矿床9个，大型5个，中型2个，小型2个（图2）。以上盐湖矿床中KCl资源量16.22 亿ｔ，LiCl资源量
2104.80 万t，B2O3资源量1948.47 万t，芒硝73.50亿t，天青石2681.83 万t，MgCl262.31 亿t，石盐23.5209 亿t（青海省地质局石油普查大队，1959；青海省地质调查院，2003；四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队，2010；青海省天宝矿业有限公司，2015；汪傲等，2016；杨生德等，2013；青海省柴达木综合地质矿产勘查院，2018；潘彤等，2022；周小康等，2020）。![]()
图 2 柴达木盆地盐类矿床类型、数量统计柱形图1.柴达木盆地已发现盐类矿矿床（含矿田、矿点）；2.第四系现代盐湖矿床；3.古代盐类矿床；4.深层砂砾孔隙卤水床；5.深层盐类晶间卤水矿床；6.深层构造裂隙孔隙卤水矿床。Figure 2. bar chart of type and quantity statistics of Qaidam Basin salt deposits3.1 盆地内盐类矿结晶成盐成矿规律
特定的地质历史、地质环境、气候环境决定着盐类矿物结晶成盐规律。主要盐类矿物中，阳离子Ca2+、Mg2+、Na+、K+溶解度依次升高，而阴离子CO32−、HCO31−、SO42−、Cl−溶解度依次升高，在盆地沉积过程中，溶解度低的离子先相结合形成化合物，再根据定比定律，盆地内首先Ca2+依次与CO32−、HCO3−、SO42−、Cl−配合依次产生CaCO3、Ca（HCO3）2、CaSO4和CaCl2等化合物，当Ca2+消耗完之后，Mg2+与剩余的阴离子配合依次产生MgCO3、Mg（HCO3）2、MgSO4和MgCl2等化合物，当Mg2+消耗完之后，Na+与剩余的阴离子配合依次产生Na2CO3、Na（HCO3）、Na2SO4和NaCl等化合物，最后K+仅与Cl配合产生KCl或K2SO4等化合物。与此同时，Sr2+、Ba2+可与HCO31−和SO42−配合，Br−、I−、B4O72−一般与Mg2+配合产生盐类化合物，Li+、Rb+、Cs+与Cl−配合产生盐类化合物（郑绵平等，1989）。由此可以看出，Ca2+与阴离子配合形成化合物阶段，盐类矿物尚未出现，说明碳酸盐形成阶段代表着盐类沉积的萌芽期，Mg2+、Na+、Sr2+、Ba2+与阴离子配合形成化合物，形成了大量的硫酸盐、石盐等大量的岩盐层，说明硫酸盐、石盐形成阶段代表着盐类沉积的的发展期，而k+与阴离子配合形成化合物时，处于极度干旱期，形成了数量、规模巨大的的岩盐及盐类矿，说明该阶段为盐类沉积的鼎盛期。
3.2 盆地内盐类矿形成时间及空间分布规律
3.2.1 成盐、成矿时间规律
柴达木盆地从古新世—始新世—渐新世—中新世—上新世—更新世至全新世，古气候从相对湿润向干旱变化，沉积相从河流相→湖相→盐湖相变化，盐类地层从无到有，直至盐类矿发育，说明不同地质时期，或为盐类成矿创造了条件（如古、始新世以来的早期地层开始出现碳酸盐沉积，同时形成深层卤水的储存空间），或沉积盐类地层（如渐新世、中新世、上新世以来出现硫酸盐和石盐沉积，沉积大量的石膏、天青石、石盐等盐类地层），或形成盐湖矿（如上新世形成大量的石盐、石膏等古盐类矿，更新世和全新世形成类大量硭硝、石盐等现代盐湖矿。因盆地内沉积的延续性，盐类矿成矿期之间没有严格的时间分界。结合不同层位盐湖矿之间的交叉关系以及地质特征、矿物结晶顺序、定比定律等岩盐岩相学特征研究，可将盆地内盐类主成矿期划分为古新世—始新世为盐类矿的萌芽期、渐新世—早更新世为盐类矿的发展期、中更新世—全新世为盐类矿的鼎盛期3个时期。
①古新世—始新世为盐类矿的萌芽期。印度板块向北俯冲的远程效应，柴达木盆地周缘山区隆升，盆地下降，盆地内发生沉积，古新统—始新统路乐河组沉积期，形成了一套棕红色河流相泥质岩和砂质岩、含砾砂岩，少量的碳酸盐，标志着盆地开始下降沉积，但尚未出现盐类沉积，为柴达木盆地盐类矿形成的萌芽期。②渐新世—早更新世为盐类矿的发展期。渐新统下干柴沟组沉积期，气候逐渐干旱，形成了一套深灰色浅湖相泥岩、钙质泥岩，碳酸盐，局部见石膏、石盐层、砂岩及粉砂岩，说明盐矿开始形成（张金明，2021）。中新统上干柴沟组沉积期形成了一套以深灰色钙质泥岩为主，与不等厚灰色泥质粉砂岩、泥灰岩互层的浅湖相沉积地层；下油砂山组沉积期形成了一套灰色钙质泥岩、泥岩和泥晶灰岩互层为主，夹泥质粉砂岩，局部出现薄层状石膏的浅湖—半深湖相沉积地层；上油砂山组沉积期，形成了一套以灰色泥岩夹泥晶灰岩为主的较浅湖相沉积地层；上新统狮子沟组沉积期，形成了一套以灰色泥岩为主，上部夹有少量白色石膏和岩盐，下部夹有灰色砂岩和泥质粉砂岩的潮坪相沉积地层。该阶段因Mg2+、Na+、Sr2+、Ba2+与阴离子配合形成大量的盐类化合物，处于盐类矿的发展期，同时，背斜构造区沉积不断进行，埋藏和压实作用下，地层中析出和来源于深部的地下水和地层之间发生水—岩作用，形成构造裂隙—孔隙型深层卤水盐矿床，与此同时，上新世晚期出现大量的盐类沉积和古代盐类沉积矿床、盐类晶间卤水矿和深层砂砾孔隙卤水矿，为柴达木盆地盐类矿形成的发展期。③中更新世—全新世为盐类矿的鼎盛期：盆地周缘山区持续隆升，在盆地内中央坳陷沉积了较厚的湖相沉积层和化学湖相岩盐层，形成第四纪现代盐湖矿床，该阶段地层中因K+与阴离子配合形成大量的钾镁盐矿，且盐矿类矿数量多，规模大，为柴达木盆地盐类矿形成的的鼎盛期。
3.2.2 资源特征及空间分布规律
柴达木盆地从边缘到中心，沉积物从山前冲洪积相→滨湖相→湖相→盐湖相变化，受上新世以来新生代构造影响，一是产生大量背斜构造和向斜凹地，凹地区为现代盐湖沉环境；二是出现西高东低的现代地貌，在东部出现以东台、西台及察尔汗为中心的大面积盐湖沉积，这些决定了盆地内沉积物成分、分布位置等不同。
（1）盐湖矿数量多，但分布受构造影响大，地理分布不均衡。一是盐类矿床集中分布在盆地中央坳陷区，在中央坳陷钾-石盐-镁-锂-天青石-芒硝成矿亚带（Ⅳ2）和察尔汗钾镁盐-石盐-锂-硼-天然碱成矿亚带（IV4）钾盐类矿床数量多，资源量占比大，KCl在Ⅳ2成矿亚带中占比72%，在IV4成矿亚带中占比24%；LiCl在Ⅳ2成矿亚带中占比48%，在IV4成矿亚带中占比45%；B2O3在Ⅳ3成矿亚带中占比69%，在IV1成矿亚带中占比31%；芒硝在Ⅳ2成矿亚带中占比100%；天青石在Ⅳ2成矿亚带中占比100%；MgCl2 在Ⅳ2成矿亚带中占比38%，在IV4成矿亚带中占比62%；NaCl在Ⅳ2成矿亚带中占比81%，在IV4成矿亚带中占比19%，而盆地边部柴北缘断阶带、昆北断阶带和德令哈坳陷区盐类矿数量少，资源量占比小。二是深藏卤水皆分布于柴达木盆地西部，至今在盆地东部很少发现深藏卤水（图3）。盐湖矿类型多样，但集中分布于中更新世—全新世、渐新世—早更新世2个阶段，中更新世—全新世以第四纪现代盐湖矿床为主，渐新世—早更新世以古盐类矿深藏卤水矿床为主。中更新世—全新世第四纪现代盐湖矿床钾盐数量多，矿床数29个，其中大型13个，中型6个，小型8个，其余为矿点；KCl资源量7.32亿t，占比45%；LiCl资源量
1774.80 万t，占比84%；硼资源量605万t，占比31%；芒硝资源量62.39亿t，占比85%；MgCl2资源量56.21亿t，占比90%；NaCl资源量1949.78 亿t，占比84%（图4）。渐新世—早更新世矿床数18个（深层砂砾孔隙卤水型4个，深层盐类晶间卤水型2个，深层构造裂隙孔隙卤水型12个）。深层砂砾型卤水矿床数4个，大型3个，小型1个；KCl资源量7.76亿t，占比48%；MgCl2资源量0.90亿t，占比2%。深层盐类晶间卤水型矿床数2个，大型1个，小型1个；KCl资源量0.99亿t，占比6%；MgCl2资源量5.20亿t，占比8%；NaCl资源量26.47亿t，占比1%。![]()
图 3 柴达木盆地盐类矿在不同成矿亚带中资源量占比图Figure 3. The resource proportion of Qaidam Basin salt deposits in different metallogenic subzones![]()
图 4 柴达木盆地中盐类矿在各类矿床中资源量占比图Figure 4. The proportion of salt ore resources in all kinds of deposits in Qaidam basin（2）大型矿床集中分布于盆地上部（中更新统—全新统）和中部（渐新统—下更新统）。按矿产资源储量规模划分标准（矿产资源工业手册，2014年修订本），盐类矿按单矿种划分为大型、中型和小型３类。柴达木盆地已发现盐类矿矿床（含矿田、矿点）56处，其中大型23处，中型8处，小型11处。大型矿床KCl资源量15.74亿t，占总量的97.05%，LiCl资源量
2099.8 万t，占总量的99.76%，硼资源量1948.27 万t，占总量的99.41%，芒硝资源量73.50亿t，占总量的99.96%，锶资源量2674.59 万t，占总量的99.73%，MgCl2资源量62.31亿t，占总量的99.20%，NaCl资源量2342.17 亿t，占总量的99.58% 。总体上，集中分布于中更新统—全新统、渐新统—下更新统两个部位，中小型矿床数量和大型矿床相当，但其资源储量占比较小（占比＜5％），较分散。（3）盐湖矿共、伴生盐矿床数较多，而单矿种盐湖矿数量少，受盆地构造类型控制明显。盆地内共、伴生盐矿床占90%以上。向斜凹地构造区一般分布与化学盐类有关的固液相共存的盐湖矿或深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床，如察尔汗盐湖钾镁盐矿床、大浪滩钾镁盐矿床等分布于盆地内向斜凹地构造，深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床如大浪滩地区深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床、马海地区深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床、昆特依地区深层砂砾孔隙卤水钾盐矿床等分布于山前凹地构造；而背斜构造区一般分布单一的古盐类矿床或深藏卤水矿床，如大风山天青石矿床和南八仙天然碱矿床、南翼山深层卤水钾锂硼矿床、鸭湖构造深层卤水锂硼矿床分布于背斜构造。
4. 结论
（1）柴达木盆地盐类矿资源较丰富，集中分布于盆地中部地带，为青海省内优势矿种。依据主要矿床特征和成矿作用，将盆地内盐类矿划分为3个类型、5个亚类。
（2）盐类矿成矿时期跨度范围为始新世至全新世，主要盐类矿成矿期具有重叠性，分为古新世—始新世为盐类矿的萌芽期、渐新世—早更新世为盐类矿的发展期、中更新世—全新世为盐类矿的鼎盛期。
（3）盆地内盐类矿床具有以下主要特点:矿产地数量多，但地理分布不均衡，集中分布于中央坳陷区；矿床类型多样，但以第四纪现代盐湖型和深层卤水矿床为主；大中型矿床数量多，资源量占比大。因对于第四纪现代盐湖矿资源基本查明，下一步盐湖矿勘查工作中，应在柴达木盆地中央坳陷带及邻区部署深层卤水勘查工作。
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图 1 不同构造背景下的铜镍硫化物矿床的铜同位素值统计图
陆内裂谷：Tamarack、Eagle、Partridge River 矿床 （Ripley et al., 2015; Smith et al., 2022）、South Kawishiw 矿床 （Ripley et al., 2015）；Coldwell 矿床 （Brzozowski et al., 2021b）。造山带：图拉尔根 （Zhao et al., 2017, 2019, 2022b）、白石泉 （Tang et al., 2020） 、喀拉通克 （Tang et al., 2020, 2024b）、葫芦、黄山南和黄山东 （Zhao et al., 2022）、夏日哈木 （Tang et al., 2024a）。大火成岩省：Noril’sk矿床 （Malitch et al., 2014）。克拉通裂谷带：金川矿床 （Zhao et al., 2022a）。陨石撞击：Sudbury （Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003）。
Figure 1. Statistical chart of copper isotope values of Cu-Ni sulfide Deposits under different structural backgrounds
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图 2 地外储库的Cu同位素组成（据许英奎等，2023修改）
数据来源：碳质球粒陨石：Luck et al. （2003）; Barrat al. （2012）; Paquet et al. （2023）；普通球粒陨石：Luck et al. （2003）; Moynier et al. （2007）；顽火辉石球粒陨石：Savage et al. （2015）；月球：Moynier et al. （2006）; Herzog et al. （2009）; Day et al. （2019）；火星：Neuman. （2022）；灶神星：Dhaliwal. （2021）。
Figure 2. The Cu isotope composition of extraterrestrial reservoirs （modified from Xu et al., 2023）
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图 3 地幔橄榄岩、辉石岩和榴辉岩Cu同位素数据 （据Kempton et al., 2022修改）
数据来源：榴辉岩：Busigny et al. （2018）；Liu et al. （2023）；Huang et al. （2024）；深海橄榄岩：Debret et al. （2018）；Liu et al. （2019）；大别苏鲁造山带橄榄岩： Liu et al. （2015）；雅鲁藏布江蛇绿岩型橄榄岩：Liu et al. （2019）；Lanzo造山带橄榄岩：Savage et al. （2015）；Baldissero、Balmuccia造山带橄榄岩： Huang et al. （2017）；Bohemian 造山带橄榄岩、辉石岩：Fang et al. （2024）；Balmuccia造山带辉石岩Zou et al. （2019）；汉诺坝堆晶辉石岩捕虏体： Zhang et al. （2022）；杰罗尼莫火山区橄榄岩和辉石岩捕虏体Kempton et al. （2022）；华北克拉通橄榄岩捕虏体 Liu et al. （2015）；标红的样品 （RC-1J）被认为是榴辉岩：Zhang et al. （2009）。
Figure 3. Cu isotope data of mantle peridotite, eclogite and pyroxenite （modified from Kempton et al., 2022）
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图 4 不同储库Cu同位素组成
数据来源： 洋中脊玄武岩：Liu et al. （2015）; Wang et al. （2021）; Sun et al. （2023）; Zou et al. （2024）；科马提岩：Savage et al. （2015）；洋岛玄武岩：Ben Othman et al. （2006）; Liu et al. （2015）; savage et al. （2015）；岛弧熔岩Liu et al. （2015）; Wang et al. （2019, 2021）; Chen et al. （2022）；陆相火山岩：Liu et al. （2015）; Huang et al. （2016）; Kempton et al. （2022）; Qu et al. （2024）; Chen et al. （2024）；黄土：Li et al. （2009）; 王跃等, （2010）；I型花岗岩、S型花岗岩：Li et al. （2009）；角闪岩：Liu et al. （2023）; Luo et al. （2023）；麻粒岩：Zhang et al. （2022）; Liu et al. （2023）; Luo et al. （2023）；陆壳辉长岩：Luo et al. （2023）；陆壳辉石岩：Zhang et al., （2022）；印度洋中脊洋壳辉长岩：Zou et al. （2024a）；大西洋中脊洋壳辉长岩和橄长岩：Zhang et al. （2024） ；海水：Vance et al. （2008）; Boyle et al. （2012）; Takano et al. （2014）; Thompson et al. （2014）；河水：Vance et al. （2008）；土壤：Bigalke et al. （2010, 2011, 2013）。
Figure 4. Isotope composition of Cu in different reservoirs
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图 5 瑞利分馏模拟岩浆演化过程残余熔体、结晶的瞬时硫化物和堆晶硫化物的δ65Cu的变化 （据Zou et al., 2019修改）
其中f表示硅酸盐熔体中剩余的Cu的比例，δ65Cu残余熔体是硅酸盐熔体的初始Cu同位素组成，δ65Cu堆晶硫化物是堆晶硫化物的Cu同位素组成，δ65Cu结晶的瞬时硫化物是结晶的瞬时硫化物Cu同位素组成，α表示硫化物和硅酸盐熔体之间的分馏因子。初始熔体的δ65Cu假定为硅酸盐地球值 （0.07‰），分馏因子分别为1.001、0.9999、0.999
Figure 5. The variation of δ65Cu in residual melt, instantaneous sulfide, and cumulated sulfide during the simulated magma evolution process using Rayleigh fractionation （modified after Zou et al., 2019）
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图 6 部分熔融过程以及不同类型熔体对地幔橄榄岩的影响 （据Huang et al., 2017修改）
数据来源：Arami和华北克拉通：Liu et al. （2015）；杰罗莫尼火山场：Kempton et al. （2022）；Horoman：Ikehata and Hirata （2012）；Baldissero和Balmuccia：Huang et al. （2017）；Bohemian：Fang et al. （2024）。
Figure 6. The influence of partial melting processes and different types of melts on mantle peridotites （modified after Huang et al., 2017）
表 1 已报道的岩浆镍铜硫化物矿床的铜同位素值
Table 1 Reported copper isotopic values of magmatic Ni-Cu sulfide deposits
构造背景 矿床 矿化类型 同位素范围（‰） 文章 西伯利亚大火成岩省 Kharaelakh 块状 −1.8～− 0.9 Malitch et al., 2014 浸染状 −2.3～−1.1 Talnakh. 块状 −0.6～−0.1 浸染状 −1.1～−0.1 Noril’sk-1 浸染状 −0.1～0.6 Chernogorsk 浸染状 −0.1～0 Zub-Marksheider 浸染状 −0.1 Vologochan 浸染状 −1.1～−0.4 Nizhny Talnakh 浸染状 −0.9～0 陆内裂谷 South Kawishiwi 浸染状 −0.36～0.45 Ripley et al., 2015 Partridge River 块状 −0.46 浸染状 −0.85～0.26 Eagle 浸染状 0.90～1.03 网脉状 0.74～1.32 块状 0.69 Tamarack 网脉状 1.21～1.29 浸染状 0.99～1.84 Marathon −1.47～1.07 Brzozowski et al., 2021b Northern −0.59～0.47 Partridge River 块状 −1.14～0.25 Smith et al., 2022 Eagle 块状 −0.43～0.15 Tamarack 块状 −0.39～1.06 中亚造山带 图拉尔根 块状 −1.08～−0.52 Zhao et al., 2017 浸染状 −1.98～0.15 图拉尔根 块状 −0.53～0.53 Zhao et al., 2019 浸染状 −0.83～0.04 喀拉通克 块状 −0.85～0.67 Tang et al., 2024b 浸染状 −0.52～0.18 块状 −0.16～0.03 Tang et al., 2020 浸染状 −1.32～0.07 白石泉 块状 −0.40～0.59 浸染状 −0.22～0.38 黄山南 块状 −0.29～−027 Zhao et al., 2022b 浸染状 −0.35～0.18 黄山东 浸染状 −0.69～−0.05 葫芦 块状 0.06～0.17 浸染状 −0.65～0.13 图拉尔根 浸染状 −1.17～0.05 东昆仑造山带 夏日哈木 块状 0.63～0.73 Tang et al., 2024a 浸染状 0.19～0.79 克拉通边缘裂谷带 金川 浸染状 0.26～0.96 Zhao et al., 2022a 网脉状 −0.47～1.29 块状 −0.91～0.09 陨石撞击 Sudbury −0.54～0.4 Zhu et al., 2000
Larson et al., 2003
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